夏季降雨事件對水庫溫室氣體通量變化的影響：來自湖北官莊水庫的高頻觀測*

陳 敏，許浩霆，鄭祥旺，虞之鋒，肖尚斌

(1：三峽大學(xué)水利與環(huán)境學(xué)院，宜昌 443002)(2：三峽庫區(qū)生態(tài)環(huán)境教育部工程研究中心，宜昌 443002)

湖庫淡水水域雖僅占全球陸地面積的3.7%[1]，對溫室氣體排放的貢獻(xiàn)卻不容小覷[2]. 據(jù)估計，湖庫水體CO2和CH4釋放量分別高達(dá)328.8和67 TgC/a[3](按CH4增溫潛勢為CO2的28倍[4]折算，相當(dāng)于682.2 TgC/a的碳排放)，可抵消近40%的全球陸地生態(tài)系統(tǒng)年凈吸收碳量[5]. 然而，全球湖庫生態(tài)系統(tǒng)溫室氣體排放估計存在較大的不確定性. 以水庫為例，Deemer等[3]新近估計的全球水庫CO2和CH4年排放量分別為135和18 Tg，與St Louis等[6]早前的估計值(1000 Tg/a CO2和70 Tg/a CH4)差異巨大. 這種不確定性除了源于湖庫生態(tài)系統(tǒng)之間和系統(tǒng)內(nèi)部碳排放高度的空間異質(zhì)性以外，另一重要原因是觀測時間的代表性不足. 已有觀測大多在良好天氣狀況下開展，降雨因素(尤其是強降雨)未得到充分考慮[7-8]，為全球或區(qū)域尺度湖庫碳排放估計提供的“平均值”很可能并不準(zhǔn)確.

鑒于此，本研究選取強降雨多發(fā)的夏季時段，以湖北宜昌境內(nèi)官莊水庫為例，通過對溫室氣體通量、水體表層和垂向剖面氣體溶存濃度及環(huán)境因子的原位高頻觀測，探討夏季降雨事件對水庫溫室氣體通量變化的影響，以期豐富對亞熱帶湖庫溫室氣體排放規(guī)律的認(rèn)識，在全球變暖造成極端降雨事件頻發(fā)的背景下，為湖庫生態(tài)系統(tǒng)更準(zhǔn)確的碳排放估計提供科學(xué)參考.

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

官莊水庫位于湖北省宜昌市夷陵區(qū)官莊村境內(nèi)，是長江北岸一級支流柏臨河流域上一座中型水庫，攔截柏臨河支流官莊河，距宜昌市主城區(qū)25 km. 官莊水庫是一座以城市供水為主、灌溉為輔、兼顧防洪等綜合利用的水利工程，主要擔(dān)負(fù)著宜昌城區(qū)的居民生活供水任務(wù)，日供水規(guī)模44萬t. 該水庫地處亞熱帶季風(fēng)氣候區(qū)，多年平均降雨量1026 mm，降雨多集中在6-9月. 水庫承雨面積31 km2，總庫容1560萬m3，水域面積0.77 km2，最大壩高38.8 m，正常蓄水位198.2 m，亦為水庫開敞式溢流堰高程. 官莊水庫正常情況下全年按不低于194.0 m水位控制運用，以滿足各供水需求. 水庫周邊植被繁茂，分布有少量居民. 官莊水庫作為飲用水水源地保護區(qū)，常年水質(zhì)良好，未出現(xiàn)水體富營養(yǎng)化.

1.2 監(jiān)測方案

本次監(jiān)測為期1周(2020年6月18-25日)，于壩前水域開展實施，監(jiān)測點水深約20 m，距離岸邊32 m，無大型水生植被分布，具體位置如圖1所示. 監(jiān)測項目包括水-氣界面CH4和CO2通量、氣體溶存濃度及環(huán)境因子. CH4和CO2通量采用不透明自動通量箱[10]連接DLT-100溫室氣體分析儀(Los Gatos Research，美國)測定，單次觀測時間為30 min(包括25 min的儀器測量時間和5 min自動推桿升起頂蓋后箱內(nèi)氣體與環(huán)境空氣的交換時間). 箱體底部懸掛重物，以保證風(fēng)雨中通量箱的穩(wěn)定性. 通量觀測自6月18日20:00-6月25日20:00(其中6月22日20:00-6月23日20:00 除外)共持續(xù)6整天. 采用自主研發(fā)的新型快速水-氣平衡裝置(FaRAGE)[22]連接G2301溫室氣體分析儀(Picarro，美國)測定水體溶存CH4和CO2濃度. 表層(約0.5 m深度)氣體濃度監(jiān)測從6月20日15:00持續(xù)-6月22日20:00，完整覆蓋了觀測期內(nèi)的降雨過程. 另于6月18日21:00、6月21日21:00以及暴雨結(jié)束后的24 h(6月22日21:00-6月23日21:00)通過水泵、卷揚機和時控開關(guān)實施從表層到水體底部的分層自動連續(xù)監(jiān)測，每次垂向剖面監(jiān)測歷時1 h. 觀測期內(nèi)水溫、DO、pH等水體理化參數(shù)采用HydrolabDS5多參數(shù)水質(zhì)儀(哈希，美國)測定，垂向分層測定時與氣體溶存濃度的監(jiān)測同步.

圖1 官莊水庫及監(jiān)測點位置Fig.1 Location of the Guanzhuang Reservoir and the observation site

降雨數(shù)據(jù)采用宜昌市水雨情系統(tǒng)官莊水庫站的逐小時雨量資料. 因儀器故障未能現(xiàn)場測定氣溫、相對濕度、風(fēng)速等氣象因子，故采用中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng)宜昌市夷陵區(qū)氣象站的逐小時氣象資料，其中風(fēng)速包括最大風(fēng)速和極大風(fēng)速. 最大風(fēng)速是指1 h內(nèi)的10 min平均風(fēng)速的最大值，極大風(fēng)速為1h內(nèi)的瞬時風(fēng)速最大值. 由于缺乏逐時平均風(fēng)速數(shù)據(jù)，本研究分析時采用了最大風(fēng)速和極大風(fēng)速.

1.3 數(shù)據(jù)分析

通量箱觀測時若無氣泡釋放，箱體內(nèi)的CH4或CO2濃度會隨時間發(fā)生線性改變. 本次觀測過程中，單位監(jiān)測時段內(nèi)溫室氣體濃度隨時間均呈現(xiàn)良好線性，說明無明顯的氣泡排放. CH4和CO2通量計算依據(jù)以下公式[23]：

(1)

式中，F(xiàn)為水-氣界面CH4或CO2通量(mg/(m2·h))；K為通量箱內(nèi)CH4或CO2濃度隨時間變化的斜率(10-6/min)；F1為氣體體積分?jǐn)?shù)10-6到μg/m3單位的轉(zhuǎn)換系數(shù)(CH4為655.47，CO2為1798.45)；F2為分鐘與小時的轉(zhuǎn)換系數(shù)(60)；V為通量箱置于水面時其內(nèi)部的空氣體積(m3)；A為通量箱的底面積(m2)；F3為μg與mg的轉(zhuǎn)換系數(shù)(1000).

氣體傳輸速率依據(jù)薄邊界層公式反推：

F=k·(cw-ceq)

(2)

式中，k為氣體傳輸速率(cm/h)；cw為CH4或CO2在表層水體的溶解濃度(μmol/L)；ceq為表層水體與大氣達(dá)到平衡時的CH4或CO2濃度，依據(jù)文獻(xiàn)[18]中相同方法采用亨利定律計算. 為便于氣體間和不同水溫條件下氣體傳輸速率的比較，對k進行標(biāo)準(zhǔn)化[24-25]，得到CH4-k600和CO2-k600.

采用Pearson相關(guān)分析探討溫室氣體通量或k600與環(huán)境因子的相關(guān)性，通過單因素方差分析檢驗日通量及晝夜通量是否存在顯著差異，所有顯著性水平P<0.05.

本文采用中央氣象局發(fā)布的《降水強度等級劃分標(biāo)準(zhǔn)》，根據(jù)24 h降雨量(R)劃分不同等級降雨事件，即小雨(0.1 mm≤R<10 mm)、中雨(10 mm≤R<25 mm)、大雨(25 mm≤R<50 mm)、暴雨及以上(R≥50 mm). 監(jiān)測期內(nèi)共發(fā)生3次降雨事件：6月19日20:00-6月20日20:00為小雨(24 h雨量2.5 mm)，6月20日20:00-6月21日20:00為中雨(24 h雨量16 mm)，6月21日20:00-6月22日20:00為暴雨(24 h雨量75.5 mm).

2 結(jié)果與分析

2.1 降雨事件前后溫室氣體通量變化特征

觀測期間水-氣界面CH4和CO2通量變化如圖2所示. CH4通量變化范圍為0.007～0.077 mg/(m2·h)，平均值為0.024 mg/(m2·h)，CO2通量變化范圍為5.48～57.57 mg/(m2·h)，平均值為17.80 mg/(m2·h)，表現(xiàn)為大氣的碳源. 總體來看，CH4和CO2通量隨時間變化趨勢較為一致，具有顯著的相關(guān)性(表1). 由日通量分析(圖3)可以看出，較高的CH4和CO2排放量均出現(xiàn)在晴朗天氣條件的6月23-25日，CH4、CO2通量日均值最高達(dá)0.031和28.21 mg/(m2·h). 受較低溫度和風(fēng)速的影響，同為晴天的6月18-19日CH4和CO2通量顯著低于6月23-25日(P<0.001). 降雨條件下的6月19-22日，CH4通量日均值為0.021～0.024 mg/(m2·h)，CO2通量日均值為12.99～14.03 mg/(m2·h)，明顯低于雨后晴天的氣體通量水平. CO2日通量隨降雨強度等級的升高而增大，而CH4日通量則表現(xiàn)出下降趨勢，于暴雨條件下達(dá)到最低通量水平.

圖3 監(jiān)測期CH4和CO2日通量及氣象因子變化Fig.3 Daily variations of CH4 and CO2 fluxes and meteorological variables during the observation period

依據(jù)夏季實際情況，將6:00-20:00劃分為白天，20:00-次日6:00劃分為夜晚. 從圖2可以看出，6 d監(jiān)測期內(nèi)CH4和CO2通量均未呈現(xiàn)出一致的晝夜變化特征. 在晴朗天氣下的6月18-19日、23-24日、小雨天氣的6月19-20日以及中雨條件下的20-21日，白天CH4和CO2釋放通量均高于夜晚，但排放量峰值出現(xiàn)時間存在差異，分別為14:00、8:00、12:00和16:00左右. 而同為晴天天氣條件的6月24-25日，夜晚的CH4和CO2通量均顯著高于白天(P<0.001). 此外，暴雨天氣的6月21-22日CH4夜間排放水平較白天更高(P<0.0001)，CO2夜晚排放量均值略高于白天，但無顯著差異(P>0.05).

圖2 監(jiān)測期CH4和CO2通量的晝夜變化Fig.2 Diel variations of CH4 and CO2 fluxes during the observation period

氣體通量與氣象、水環(huán)境因子的相關(guān)分析結(jié)果表明(表1)，CH4和CO2通量均與氣溫、風(fēng)速存在顯著正相關(guān)，與相對濕度、水體電導(dǎo)率存在顯著負(fù)相關(guān). 此外，CO2通量還與氣壓、水體pH及DO表現(xiàn)出較好的相關(guān)性.

表1 溫室氣體通量與環(huán)境因子的皮爾遜相關(guān)系數(shù)Tab.1 Pearson correlation coefficients of greenhouse gas fluxes and environmental variables

1)*為P<0.05，**為P<0.01；2)水環(huán)境因子處理為30 min平均值與氣體通量計算相關(guān)系數(shù)，原30 min氣體通量取小時平均值與逐時氣象要素值計算相關(guān)系數(shù)，括號中為CH4和CO2通量取小時平均后計算的相關(guān)系數(shù).

2.2 降雨事件前后氣體溶存濃度、傳輸速率及環(huán)境因子變化

本次監(jiān)測完整捕捉了兩場降雨事件(中雨和暴雨)，事件前后表層水體CH4和CO2溶存濃度、水-氣界面交換速率(k600)以及環(huán)境因子變化情況如圖4、5所示.

圖4 中雨事件前后氣體傳輸速率、溶存濃度及環(huán)境因子變化情況Fig.4 Temporal dynamics of gas transfer velocities, dissolved concentrations and environmental variables from before to after the moderate rainfall event

中雨事件發(fā)生在2020年6月20日夜間-21日午后，最大雨強出現(xiàn)在21日10:00-11:00. 整個過程中，表層水體溶解CH4濃度呈現(xiàn)出上升趨勢，最低為(0.110±0.001) μmol/L，最高為(0.151±0.004) μmol/L，變幅約0.04 μmol/L. CO2溶存濃度與CH4濃度顯著相關(guān)(P<0.01)，但未呈現(xiàn)出明顯的上升趨勢，維持在(22.21±0.43)μmol/L的水平. CH4和CO2氣體傳輸速率k600均與氣體釋放通量變化高度一致(圖2c)，CH4-k600變化范圍為0.61～1.19 cm/h，而CO2-k600顯著高于CH4-k600且波動變化較大，介于1.82～4.07 cm/h之間. 表層水體水溫、pH和DO在該過程中表現(xiàn)出較明顯的晝夜性特征，即在夜間不斷下降、直至上午開始緩慢回升，受降雨的影響，水溫回升略有滯后. 電導(dǎo)率無明顯變化趨勢，但在降雨發(fā)生時以及中雨事件結(jié)束后均出現(xiàn)較大程度的波動. CH4和CO2的k600峰值分別出現(xiàn)在凌晨4:00和上午8:00左右，氣體傳輸速率變化對降雨過程無明顯響應(yīng)，與風(fēng)速、水氣溫差之間也無顯著相關(guān)性(P>0.05).

暴雨事件發(fā)生在2020年6月22日凌晨4:00至晚18:00，總體可以劃分為平均雨強=3.8 mm/h的第Ⅰ階段(4:00-8:00)和雨強=8.5 mm/h的第Ⅱ階段(10:00-17:00). 表層水體溶解CH4和CO2濃度在降雨過程中均未發(fā)生顯著改變，分別維持在約0.1和27 μmol/L，但在降雨結(jié)束后迅速上升，分別達(dá)到(0.176±0.006)和(42.70±2.94)μmol/L. CH4-k600與甲烷通量高度相關(guān)，但CO2-k600與二氧化碳通量具有較差的一致性(圖2d). CO2-k600顯著高于CH4-k600，分別為(2.47±0.42)和(1.18±0.38) cm/h. CH4-k600較為顯著的波動變化出現(xiàn)在第Ⅰ階段，k600峰值(2.35 cm/h)對應(yīng)于雨強最大的時段，而CO2-k600劇烈變化發(fā)生在第Ⅱ階段，k600峰值(3.41 cm/h)出現(xiàn)在雨強顯著減小之后. 整個過程中，表層水體水溫、pH、電導(dǎo)率和DO均呈現(xiàn)不同程度的下降趨勢，前期下降相對平緩，后期階段水溫、電導(dǎo)率降幅增大，pH和DO在臨近降雨結(jié)束時發(fā)生驟降，其后小幅回升. CH4和CO2氣體傳輸速率變化對整場暴雨過程的響應(yīng)并不明顯，但與水氣溫差存在顯著正相關(guān)關(guān)系(P<0.001)，與風(fēng)速間無明顯相關(guān)性(P>0.05).

2.3 降雨事件前后溫室氣體濃度及環(huán)境因子剖面分布

觀測期內(nèi)分別于6月18日、21日晚21:00以及6月22日暴雨結(jié)束后的24 h內(nèi)對水體溶存溫室氣體濃度及常規(guī)理化因子進行了分層連續(xù)監(jiān)測，垂向剖面分布及變化情況如圖6所示. 監(jiān)測斷面處水深接近20 m，6月18日21:00的首次剖面觀測未觸及最底層，之后均實現(xiàn)了垂向上的完整監(jiān)測.

總體來看，水環(huán)境因子呈現(xiàn)較為穩(wěn)定的剖面分布特征. 水溫分層顯著，表底層溫差可達(dá)14℃，暴雨后表層水溫下降，但分層狀態(tài)并未受到破壞. pH和DO也隨深度增加呈現(xiàn)出下降趨勢，其中水面至4 m深度處降低最為明顯，尤其是pH，該水層pH變幅可達(dá)表底層pH差異的1/2以上. 電導(dǎo)率表現(xiàn)出表層低、底層高的分布特征，但峰值出現(xiàn)在約12 m深度處，其上層電導(dǎo)率隨水深變化較大，下層變化不大、略低于峰值水平. 暴雨后表層水體pH、DO和電導(dǎo)率均不同程度下降，但各層相對穩(wěn)定，變幅不大，僅電導(dǎo)率在水面以下5～10 m水層出現(xiàn)顯著的波動變化(圖6c).

圖6 監(jiān)測斷面水體CH4、CO2濃度和水環(huán)境因子垂向分布Fig.6 Profile distributions of dissolved CH4 and CO2 concentrations and water environmental variables at the observation section

水體CH4和CO2溶存濃度呈現(xiàn)出不同的垂向分布特征. CO2濃度隨深度增加不斷增大，其中0～4 m水層增幅顯著，與pH的減小相一致. 暴雨后CO2濃度剖面較為穩(wěn)定，表層為(34.42±4.21) μmol/L，底層為(111.77±11.91) μmol/L，與6月21日的表、底層觀測值(30.78和128.57 μmol/L)相接近，遠(yuǎn)高于6月18日的表層值(11.55 μmol/L). 與CO2剖面不同，垂向CH4濃度表現(xiàn)為“S”型分布特征，分別在有氧環(huán)境的次表層(或中間層)水體和缺氧環(huán)境的水體底部出現(xiàn)CH4濃度高值. 6月21日觀測的底部CH4濃度高達(dá)0.464 μmol/L，約為7 m水深處濃度的2倍. 6月18日觀測的剖面甲烷峰值處于約11 m水深處，達(dá)0.482 μmol/L，由于水體底層觀測缺失，“S”型特征并不明顯. 暴雨后的CH4濃度剖面與21日監(jiān)測情況相似，有氧層高值出現(xiàn)在水面以下約6.5 m，為(0.218±0.023)μmol/L，底部濃度與次表層高值相當(dāng)、但24 h內(nèi)波動明顯[(0.220±0.105)μmol/L].

3 討論

3.1 溫室氣體通量晝夜性特征

本次持續(xù)6 d的通量觀測結(jié)果表明，CH4和CO2通量均表現(xiàn)為釋放狀態(tài)，但均未呈現(xiàn)出一致的晝夜變化特征(圖2). 總體而言，較高的日間排放通量出現(xiàn)的次數(shù)更多，尤其是CO2，這有異于對CO2通量晝夜規(guī)律的普遍認(rèn)知. 受太陽輻射晝夜性特征的影響，CO2通量通常表現(xiàn)出白天低、夜間高的特點，響應(yīng)于光合作用和呼吸作用的交替性主導(dǎo)[15,26]. 在晴朗少云天氣條件下，浮游植物的光合作用較強，晝間對CO2的強烈吸收導(dǎo)致較高的負(fù)值通量，使水體在日尺度上表現(xiàn)為CO2的匯[10]. 然而，本研究監(jiān)測點距離岸邊約30 m，附近無大型水生植被分布，且作為飲用水水源地保護區(qū)，常年水質(zhì)良好，水體浮游植物(藻類)的影響并不顯著，導(dǎo)致水庫水體未呈現(xiàn)“夜高晝低”的CO2通量特征. 事實上，亦有不少研究觀測到更高的日間CO2通量[11, 19, 27]. 水-氣界面排放通量由氣體的產(chǎn)生、消耗和傳輸過程共同決定. 除太陽輻射、生物因素等對水體CO2產(chǎn)生與消耗的影響，氣體傳輸過程也受到氣象因素、水動力條件等的制約[28]，進而改變CO2通量. 本研究中，CO2通量與多數(shù)環(huán)境因子均存在相關(guān)性，但與風(fēng)速的相關(guān)程度明顯較高(表1)，在一定程度上指示了風(fēng)速對CO2通量的控制性影響. Martinez-Cruz等[19]在富營養(yǎng)湖泊觀測到CO2排放峰值出現(xiàn)在9:00-15:00，而該時段內(nèi)湖上層水體CO2濃度最低. 依據(jù)薄邊界層原理，若湖面空氣CO2濃度變化忽略不計，CO2排放高值歸因于更高的氣體傳輸速率k. Erkkil?等[11]也觀察到類似現(xiàn)象，認(rèn)為白天較大的風(fēng)速造成k升高是日間CO2通量更高的主要原因.

相比于CO2，湖庫水體CH4通量晝夜模式受到更多的爭議，對晝夜間CH4排放的相對貢獻(xiàn)尚不清晰[21]. 本研究觀測期內(nèi)有4 d具有更高的日間CH4通量，但排放峰值出現(xiàn)時間各不相同，晝夜通量比為1.04～1.30，而另2 d夜間CH4釋放占主導(dǎo)，晝夜通量比僅0.65和0.70，同為晴天天氣條件的6月18-19日和24-25日卻表現(xiàn)出全然不同的CH4通量晝夜性特征(圖2). 從已報道的相關(guān)研究結(jié)果來看(表2)，CH4通量晝夜性規(guī)律并不顯著，但晝夜通量比普遍大于1，即白天具有更高的釋放通量，且排放峰值也多出現(xiàn)在日間. 然而，通量峰值出現(xiàn)時間、晝夜通量比與觀測水域所處緯度位置、水深、觀測季節(jié)及水體富營養(yǎng)化程度等并無明顯關(guān)聯(lián).

表2 已報道的湖庫、池塘CH4通量晝夜模式對比Tab.2 Comparisons of reported diurnal patterns of CH4 flux from lentic systems

湖庫水體CH4排放受多重環(huán)境因素影響[28]，較高的日間通量可能源自溫度、氣壓、風(fēng)速和輻射的晝夜性差異. 溫度升高可以增加微生物的活性，但產(chǎn)甲烷菌對溫度的響應(yīng)比甲烷氧化菌更為敏感[37]，所以在適宜的溫度范圍內(nèi)，CH4凈生成量一般會隨溫度升高而增大[38]；同時水溫升高會降低氣體的溶解度，促進水體中CH4向大氣釋放. 氣溫通常呈現(xiàn)出明顯的晝夜變化，水溫變化一般滯后于氣溫，但湖庫水溫日變化還受水域面積、水深、水動力條件及風(fēng)速、光照等其他氣象因素的調(diào)節(jié)[39-40]，不一定表現(xiàn)出明顯的晝夜性特征，或水溫晝夜間差異極小，不足以對CH4通量變化產(chǎn)生影響[35]. 本研究中CH4通量與氣溫呈顯著正相關(guān)，但與水溫并無相關(guān)性(表1)，表層水體水溫的晝夜性差異很小(圖4b、5b)，因而水溫并不是造成日間較高CH4通量的原因. 由氣溫升高或氣象條件改變導(dǎo)致的氣壓下降也可能促成CH4排放高值[36,41]，但本研究中CH4通量與氣壓間也無顯著相關(guān)性. 風(fēng)速被廣泛認(rèn)為是日間CH4釋放量高于夜間通量的控制性因素，已有研究多觀測到白天具有更大的風(fēng)速，導(dǎo)致更高的氣體交換速率[27, 30]，更大的風(fēng)力還可能驅(qū)使岸邊區(qū)域的高濃度CH4向湖心區(qū)域橫向輸送，造成更高的水-氣界面濃度梯度[11]. 此外，高風(fēng)速對水體的擾動能夠改變沉積物-水界面氣壓，增大淺水區(qū)CH4氣泡排放[29]. 與CO2類似，本研究中CH4通量與風(fēng)速的相關(guān)性也最強，風(fēng)速對溫室氣體排放晝夜變化的影響不可忽視. 太陽輻射的晝夜性差異最為明顯，已有研究表明，白天較高的光輻射強度會抑制好氧甲烷氧化菌活性[42]，從而降低水體中CH4的消耗，造成晝間釋放量的增加[43]. 然而，光照的影響僅限于湖上層水體或淺水湖泊，官莊水庫水體分層明顯，湖上層溶氧量接近飽和乃至過飽和，而好氧甲烷氧化多發(fā)生在DO濃度較低且CH4濃度更高的水體更深層[44-45]，光輻射對CH4通量的影響可能十分有限. 此外，部分學(xué)者觀測到的較高夜間CH4通量多歸因于夜晚表層水溫下降導(dǎo)致的水體對流混合[12,18]，使底部累積的高濃度CH4迅速向上遷移，還可能猝發(fā)沉積物-水界面的氣泡排放[17].

對CH4通量晝夜規(guī)律的探討目前仍無定論，除環(huán)境因素的復(fù)雜影響，CH4排放途徑也造成了較大限制. 在低緯度地區(qū)或中高緯度地區(qū)的夏季，淺水湖泊、池塘的CH4氣泡排放量往往占絕對主導(dǎo)[18,29,36]，而氣泡排放具有難以預(yù)測性、零星分布和持續(xù)時間極短等特征[28]. 從已報道的夏季淺水水域CH4通量特征來看，晝夜變化模式竟各不相同(表2)，這在某種意義上說明CH4氣泡排放可能并不存在普適性的晝夜規(guī)律，或現(xiàn)階段氣泡排放觀測的局限性制約了對晝夜性特征的捕捉. 但總體而言，更為頻繁觀察到的較高日間CH4通量說明晝夜連續(xù)觀測對于湖庫CH4排放估算十分必要，因為普遍的晝間觀測數(shù)據(jù)很可能造成排放值的高估.

3.2 降雨事件對甲烷與二氧化碳通量的影響

已有研究表明，降雨能夠通過對表層水體的擾動增大氣體的傳輸速率[9]. 然而，本研究結(jié)果并未反映出CH4和CO2通量對降雨的明確響應(yīng). 從日尺度上看，CH4和CO2通量高值出現(xiàn)在晴朗的6月23-25日，小雨、中雨乃至暴雨天氣條件下，CH4和CO2日平均通量均較低，CO2通量隨降雨強度等級增大呈現(xiàn)上升趨勢，而CH4通量在中雨、暴雨時表現(xiàn)出明顯低值(圖3). 從中雨、暴雨過程來看，CH4-k600和CO2-k600對降雨過程的響應(yīng)均不明顯(圖4,5). 有關(guān)降雨影響的野外觀測研究表明，降雨往往會導(dǎo)致CH4和CO2通量的顯著升高. 例如，Erkkil?等[11]發(fā)現(xiàn)冷鋒過境帶來的單日11 mm降雨以及大風(fēng)降溫天氣觸發(fā)湖水混合，CH4和CO2通量在雨后均顯著增加，于第2天達(dá)到峰值，推測該現(xiàn)象源于底部高濃度CH4的上涌、陸源水平輸送的增加以及水體混合對藻類光合作用的制約. Ojala等[14]基于湖泊完整無冰期每周1次的通量觀測結(jié)果表明，CH4和CO2通量在強降雨后均顯著增大，其中CH4的響應(yīng)更為明顯，降雨導(dǎo)致的CH4和CO2通量可達(dá)全年通量的近50%. Bartosiewicz等[13]在溫帶淺水湖泊開展了為期2年約2周1次的觀測研究，結(jié)果表明，CO2通量和CH4氣泡排放在降雨偏多的年份明顯更高，而較高的CH4擴散通量出現(xiàn)在降雨偏少的年份里. 推測更頻繁的降雨天氣導(dǎo)致水體中呼吸作用主導(dǎo)，且流域產(chǎn)匯流過程輸出更多的有機質(zhì)，導(dǎo)致較高的CO2通量，而強降雨導(dǎo)致更高的CH4氣泡排放，可能由于水溫分層破壞引起的沉積物溫度升高. 總體而言，這些研究雖在不同程度上反映出降雨對溫室氣體釋放的促進作用，但對降雨的分析僅限于日尺度、甚至年際差異，不足以探討降雨過程本身對水-氣界面CH4和CO2通量的影響. 若按日尺度分析，本研究也觀察到強降雨后的2～3 d內(nèi)溫室氣體通量顯著增加(圖3)，與前述已有研究結(jié)果[11,14]相符. 然而，CH4和CO2通量增加并非對強降雨過程的響應(yīng)：暴雨結(jié)束后的24 h內(nèi)，水溫分層仍十分穩(wěn)定，無對流混合跡象；水體底部CH4濃度雖呈現(xiàn)出一定波動變化，但未表現(xiàn)出明顯高值，表層CH4和CO2濃度與暴雨前差異不大且在24h內(nèi)無明顯變化；雖然湖中上層電導(dǎo)率波動反映出一定程度的陸源輸入[46]，但對水體CH4和CO2濃度的影響均不顯著(圖5,6). 事實上，暴雨結(jié)束后氣溫明顯升高，風(fēng)速也達(dá)到明顯高值，6月23-25日較高的CH4和CO2通量更可能來自風(fēng)速和溫度的控制性影響.

圖5 暴雨事件前后氣體傳輸速率、溶存濃度及環(huán)境因子變化情況Fig.5 Temporal dynamics of gas transfer velocities, dissolved concentrations and environmental variables from before to after the storm event

雖然已有不少室內(nèi)模擬實驗反映出雨強、雨滴大小等對氣體傳輸速率的影響[9, 47]，但基于野外原位觀測探討降雨過程對溫室氣體通量的影響仍十分鮮見. 筆者曾在三峽水庫香溪河庫灣完整監(jiān)測過一場持續(xù)時間較短的中雨過程，結(jié)果表明CH4通量及k600受風(fēng)速和降雨的共同影響，但風(fēng)速的驅(qū)動作用明顯占主導(dǎo)[48]. 然而本研究并未觀察到類似現(xiàn)象，無論中雨、暴雨過程，CH4-k600和CO2-k600均與風(fēng)速無顯著相關(guān)性，且對降雨無明顯響應(yīng). 但值得一提的是，暴雨事件中CH4-k600、CO2-k600與水氣溫差存在顯著正相關(guān)關(guān)系，且水氣溫差始終為正值，說明水體表層可能存在一定深度的對流混合且該過程對氣體傳輸速率產(chǎn)生影響[18, 49]. 然而，從雨后穩(wěn)定的水溫分層來看，即使存在對流混合，其影響深度和持續(xù)時間可能均十分有限，CH4和CO2表層水體濃度在降雨結(jié)束時顯著上升但又迅速回落(圖5)，由水體混合導(dǎo)致的氣體垂向遷移可能十分短暫.

本研究采用的通量箱法被廣泛應(yīng)用于靜水生態(tài)系統(tǒng)的溫室氣體通量觀測，在有風(fēng)條件下，箱體與表層水體的摩擦引起的擾動可能會導(dǎo)致觀測結(jié)果偏高[50]. 但該影響可能并不構(gòu)成限制，因為不少基于通量箱觀測推導(dǎo)出的風(fēng)速-k600函數(shù)關(guān)系與基于示蹤梯度法的經(jīng)典風(fēng)速模型十分相近[48,51]. 然而，降雨期間(尤其是強降雨)的通量箱觀測數(shù)據(jù)往往直接被剔除[11]. 通量箱觀測的影響可能表現(xiàn)在兩方面：一是箱體本身對有限的觀測界面構(gòu)成遮擋，箱內(nèi)水-氣界面的氣體交換速率與雨滴擊打無直接關(guān)聯(lián)，這可能造成通量值的低估；二是雨滴通過對箱體外圍水面的擊打造成水體紊動，從而間接影響箱體內(nèi)的氣體通量. 以本次暴雨事件為例，在平均雨強為3.8 mm/h的第Ⅰ階段，CH4-k600與降雨量間存在較為顯著的正相關(guān)關(guān)系，與風(fēng)速也呈現(xiàn)出一定程度的正向關(guān)聯(lián)，而在平均雨強為8.5 mm/h的第Ⅱ階段，CH4-k600與降雨、風(fēng)速均未表現(xiàn)出相關(guān)性(圖5,7). 基于此，我們推測通量箱觀測在降雨條件下可能存在一個雨強閾值，小于該閾值時箱體的遮蔽作用不占主導(dǎo)，箱體以下表層水體的紊動程度與雨滴對水面的擊打強度存在較為明顯的相關(guān)性，而當(dāng)雨強大于該閾值時，箱體的遮擋效應(yīng)顯著增強，該方法不再適用. 然而，CO2-k600并沒有表現(xiàn)出類似特征，暴雨不同階段均未呈現(xiàn)出與降雨、風(fēng)速的相關(guān)性，原因尚不清晰，有必要結(jié)合不同的通量觀測方法(如渦度相關(guān)法、通量梯度法等)以及室內(nèi)模擬實驗進一步探討降雨條件下通量箱法的適用性.

圖7 暴雨事件不同階段CO2、CH4的k600與風(fēng)速、降雨量的關(guān)系Fig.7 Relationships between k600 of CO2, CH4 and wind speed, rainfall at the different stages of the storm event

4 結(jié)論

1)夏季觀測期內(nèi)官莊水庫CH4通量變化范圍為0.007～0.077 mg/(m2·h)，CO2通量為5.48～57.57 mg/(m2·h)，均表現(xiàn)為大氣的碳源. 小雨、中雨乃至暴雨天氣條件下，CH4和CO2日均通量均較低，日通量傾向于受風(fēng)速和溫度調(diào)控.

2)CH4和CO2通量變化趨勢較為一致，具有顯著的相關(guān)性. 監(jiān)測期內(nèi)CH4和CO2排放通量均未呈現(xiàn)出一致的晝夜變化特征，但日間排放量>夜間排放量出現(xiàn)的次數(shù)更多，晝夜差異受風(fēng)速的主導(dǎo)明顯，對降雨天氣狀況無明顯響應(yīng)，且太陽輻射、溫度等均未呈現(xiàn)出控制性影響.

3)暴雨過程中，CH4-k600和CO2-k600與風(fēng)速均無顯著相關(guān)性，與水氣溫差存在顯著正相關(guān)，但由水體混合導(dǎo)致的氣體垂向遷移十分短暫. CH4-k600對風(fēng)速和降雨的響應(yīng)表現(xiàn)出明顯的階段性差異，通量箱在強降雨條件下是否適用可能存在雨強閾值.